Geologia do SW do Cráton Amazônico

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Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 69
GEOLOGIA DO SUDOESTE DO CRÁTON AMAZÔNICO
Gilmar José Rizzotto e Marcos Luiz do Espírito Santo Quadros
Serviço Geológico do Brasil – CPRM – Av. Lauro Sodré, 2561, Bairro Tanques, Porto Velho – RO, CEP: 78904-
300, e-mail: gilmarizz@pv.cprm.gov.br; quadros@pv.cprm.gov.br
Abstract. The geological history of the SW Amazon craton is characterized by successive tectonic and magmatic episodes, the
result of various phases of plate collisions and separations from the Paleoproterozoic to the Phanerozoic. The geological
evolution of this region is based on the recognition of individual structural provinces: the Tapajós-Parima Province, the Rondônia-
Juruena Province, and the Sunsás Province. This contribution seeks to better characterize these separate provinces, with
particular emphasis on superimposed orogenic events that mark the Rondônia-Juruena Province: crustal accretion and attendant
reworking, lithospheric thickening and subsequent collapse. Although study of some of the regions cited here is still in a
preliminary stage, all of the geochronological and petrotectonic observations, thus far, suggest that theRondônia-Juruena Prov-
ince and adjacent Sunsás Province record intracratonic evolution after the Orosirian (2050-1800 Ma) until the Tonian (1000-850
Ma). The chronology of events that affected the western portion of the Amazon craton is similar to those recorded in the
Grenville Province of North America, reinforcing models that propose a geological connection between Amazonia-Laurentia and
Baltica.
Keywords: Amazon craton, Sunsás, Rondônia-Juruena Province, Geodinamic evolution
Resumo. O contexto geológico e tectônico do sudoeste do Cráton Amazônico é característico de regiões que passaram por
sucessivos episódios tectono-magmáticos, resultantes da complexidade de separações e amalgamações de placas litosféricas
atuantes desde o Paleoproterozóico até o Fanerozóico. A evolução geológica dessa região está calcada a partir da individualização
das seguintes Províncias Estruturais: Província Tapajós-Parima, Província Rondônia-Juruena e Província Sunsás. A caracteriza-
ção das mesmas, com ênfase na Província Rondônia-Juruena, constitui o escopo deste trabalho, o qual retrata o registro da atuação
de eventos orogênicos superimpostos e suas conseqüências, como acresção e retrabalhamento crustal, espessamento litosférico,
colapso orogenético e outros efeitos tectônicos. Embora os estudos de algumas regiões permaneçam ainda em escala de reconhe-
cimento, todas as indicações geocronológicas e petrotectônicas disponíveis apontam no sentido de uma evolução intracratônica
nas Províncias Rondônia-Juruena e Sunsás, desenvolvidas desde o Orosiriano até o Toniano. A cronologia dos eventos que
afetaram o setor ocidental do Cráton Amazônico em muito se assemelha com aqueles registrados na Província Grenville, reforçan-
do os modelos de elo de ligação entre Amazônia-Laurencia e Báltica.
Palavras-chave: Evolução geodinâmica, Sunsás, Província Rondônia-Juruena, Cráton Amazônico
INTRODUÇÃO. A Região Amazônica é um grande terri-
tório geográfico que engloba algumas das principais en-
tidades geotectônicas que compõem o Cráton Amazôni-
co, apresentando-se dividida em duas partes geografica-
mente distintas, as quais estão separadas pela Sinéclise
do Amazonas. A parte meridional abrange as províncias
Sunsás e Rondônia-Juruena correspondendo aos terre-
nos que se estendem desde Rondônia, a oeste, até a re-
gião oriental de Mato Grosso, a leste, envolvendo ainda
a porção sudoeste do Pará e sul do Amazonas. O seu
limite oriental é balizado pela Faixa Paraguai. A parte se-
tentrional, que compreende a Província Rio Negro, abran-
ge o extremo noroeste do Estado do Amazonas, que vai
desde a região fronteiriça entre o Brasil, Colômbia e
Venezuela, estendendo-se para leste até o Estado de
Roraima, onde seu limite encontra-se demarcado pelo
cinturão orogênico Tapajós-Parima.
A parte sul-ocidental do Cráton Amazônico (Figura
1) é uma região multi-orogênica, onde o seu substrato
rochoso foi formado entre 1,82 e 0,92 Ga por sucessivos
episódios de magmatismos, metamorfismos, sedimenta-
ções e deformações, afetando e retrabalhando em parte
terrenos pretéritos, possibilitando com isso, a geração de
uma gama de tipos litológicos e de depósitos minerais as-
sociados. O avanço no entendimento da evolução geotec-
tônica desta região está baseado nos novos dados geo-
lógicos e geocronológicos recentemente adquiridos, adi-
cionados aos dados já existentes, possibilitando, desta
forma, a caracterização de províncias tectono-estruturais.
Muito embora algumas questões sobre a evolução
deste segmento cratônico permanecem não respondidas,
os novos dados tem demonstrado que largas áreas previa-
mente interpretadas como embasamento derivado de
acresção de sucessivos arcos magmáticos compostos por
ortognaisses e migmatitos são, na verdade, terrenos graní-
ticos e seqüências vulcano-sedimentares de origem exten-
sional intracontinental, que passaram por uma complexa
evolução metamórfica-deformacional. Como resultado, in-
terpretações conflitantes foram sugeridas, principalmente
no que diz respeito aos limites, distribuição e caracterização
de províncias, além dos modelos geotectônicos propostos.
CONTEXTO GEOTECTÔNICO E EVOLUÇÃO GEO-
LÓGICA. É imperioso ressaltar que a complexidade geo-
métrica e cinemática, além dos produtos de retrabalhamen-
to, é fator complicador quando se trata de modelar faixas
móveis proterozóicas e, no caso da região em questão, é
de aceitação quase unânime pelos geocientistas que a
estudam, que o quadro geotectônico do sudoeste do
70 Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005.
Figura 1. Mapa Geológico da Porção Sudoeste do Cráton Amazônico
Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 71
72 Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005.
Cráton Amazônico é reflexo das sucessivas reativações
relacionadas a episódios orogenéticos, os quais foram se
desenvolvendo em direção cada vez mais para o setor
ocidental da região cratônica à medida que o tempo foi
passando, desde o Orosiriano ao Toniano.
Desta forma, no intuito de estabelecer um qua-
dro evolutivo para o setor meridional do Cráton
Amazônico, sugerimos dividi-lo em Províncias Estrutu-
rais. Assume-se aqui o conceito de Província de Howell
(1995), que se refere as regiões cratônicas que apresen-
tam características estruturais e assinaturas geofísicas
específicas, particularmente anomalias magnéticas e
gravimétricas, além de idades semelhantes. Contudo, face
ao reduzido número de dados geocronológicos e geoló-
gicos em determinadas regiões, a caracterização inequí-
voca dos limites entre províncias é ainda discutível. Des-
ta forma, as Províncias Estruturais são assim caracteriza-
das: Rondônia-Juruena, Sunsás e Tapajós-Parima (Figu-
ra 2). Adicionalmente, de acordo com as características
geológicas de cada província, foi possível a subdivisão
em unidades menores tais como terrenos e faixas e, assim
sendo, utilizamos também a nomenclaturade terreno
tectonoestratigráfico (Howell 1995), (Figura 3).
A análise integrada dos dados geológicos, petro-
lógicos, geocronológicos, geofísicos e estruturais disponí-
veis, permitiu sugerir uma evolução geológica para a o sudo-
este da Amazônia Ocidental, embora se constata ainda que
ainda há limitações para o estabelecimento de compartimen-
tações tectônicas seguras, como as propostas pelos diver-
sos autores que discorrem sobre a geologia da região. Con-
tudo, o contexto geológico regional é mostrado através da
individualização em províncias descritas a seguir.
Província Tapajós-Parima (2.10-1.87 Ga). A Provincia
Tapajós-Parima localiza-se na porção central do Cráton
Amazonas e representa uma nova crosta adicionada a
Província Arqueana-Paleoproterozóica Amazonas Central
durante o Orosiriano. É constituída pelo Grupo
Jacareacanga (unidade supracrustal), Complexo Cuiú-
Cuiú, Suítes Graníticas e Vulcânicas Parauari e Creporizão,
Vulcânicas do Grupo Iriri, Suite Intrusiva Maloquinha,
Intrusivas Gabróicas-Anortosíticas e Coberturas
Proterozóicas-Fanerozóicas. Santos et al. (2000) redefinem
a Província Tapajós demonstrando que é mais velha (1,87-
2,02 Ga) e não relacionada com a região de Ventuari (~1,80
Ga) na Venezuela, a qual faz parte da Província Rio Negro.
Estes autores correlacionam a geologia da região de
Tapajós com a parte oriental de Peixoto de Azevedo e
Alta Floresta (MT). Essa correlação está indicada por
inúmeras feições geológicas dentre as quais destaca-se
o grande volume de rochas plutônicas calcialcalinas de
arco magmático, rochas orogênicas dominadas por
metassedimentares e em menor proporção, metabasaltos,
Figura 2. Províncias Estruturais do sudoeste do Cráton Amazônico
C
ontribuições à G
eologia da Am
azônia, volum
e 4, 2005.
 73Figura 3. Representação dos Terrenos Tectono-estratigráficos do sudoeste do Cráton Amazônico.
74 Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005.
com trend tectônico noroeste, além de similaridades
metalogenéticas como as mineralizações de ouro
orogênica do tipo pórfiro e do tipo lode.
Terreno Tectonoestratigráfico Peixoto de Azevedo. O
Terreno Peixoto de Azevedo faz parte da porção meridio-
nal da Província Tapajós-Parima (Figura3). O embasamen-
to deste domínio é constituído por gnaisses de composi-
ção tonalítica a granodiorítica, geralmente migmatizados
e com anfibolitos subordinados, seguidos de granitos e
intermediárias máficas associadas, representantes de uma
série magmática cálcio-alcalina expandida derivada de arco
magmático. A unidade que predomina nessa região é a
Suíte Intrusiva Matupá, com depósitos de ouro do tipo
pórfiro associados. Esse magmatismo pode ser correlacio-
nado com a Suíte Intrusiva Parauari e com a Suíte Intrusiva
Creporizão que ocorrem no domínio Tapajós do Cinturão
Orogênico Tapajós-Parima. As idades TDM (>2,30 Ga) jun-
tamente com as idades U-Pb (1,99-1,85 Ga) do Terreno
Peixoto de Azevedo (Tabela 1) são mais antigas daquelas
da Província Rondônia-Juruena, como veremos a seguir,
somando-se suas características estruturais específicas,
permitindo assim uma clara separação entre estas duas
unidades tectônicas. Dados gravimétricos adquiridos na
região de Matupá/Alta Floresta sugerem uma possível
zona de descontinuidade crustal entre os blocos do Ter-
reno Peixoto de Azevedo e o bloco representativo da Pro-
víncia Rondônia-Juruena (Pimentel 2001).
TERRENO PEIXOTO DE AZEVEDO 
Amostra Rocha Unidade 
Idades (Ma) 
 U-Pb Pb-Pb TDM Tipo de zircão Referência 
- Monzogranito S.I. Matupá 1870±12 - magmático Moura et al. (1997a) 
F-1011 Monzogranito S.I. Matupá 1894±6 - - magmático JICA/MMAJ(2000) 
F-2010 Monzogranito S.I. Matupá 1937±100 - - magmático JICA/MMAJ(2000) 
F-208 Monzogranito S.I. Matupá 1848±17 - - magmático JICA/MMAJ(2000) 
LM-143 Monzogranito S.I. Matupá - - 2885 - Pimentel, 2001 
LM-76D Diorito S.I.Flor da Serra - - 2346 - Pimentel, 2001 
LM-63 Gabro S.I.Flor da Serra - - 2336 - Pimentel, 2001 
CC-02 Gnaisse granítico 
Complexo 
Cuiú-Cuiú 1992±7 - - magmático Pimentel, 2001 
 
Tabela 1. Quadro demonstrativo dos dados geocronológicos do Terreno Peixoto de Azevedo.
Abreviaturas: S.I. = Suite Intrusiva
Província Rondônia-Juruena (1.82-1.42 Ga). Os limites
paleogeográficos da Província Rondônia-Juruena esten-
dem-se desde o extremo oeste de Rondônia, na sua por-
ção ocidental, até a bacia hidrográfica do alto curso do
rio Teles Pires, à leste. O seu embasamento compreende
uma faixa contínua de rochas de aproximadamente 1150km
de extensão por 300km de largura, alongada no sentido
leste-oeste. Para uma melhor visualização e caracterização
da geologia dessa extensa área que constitui a Província
Rondônia-Juruena, optou-se por dividi-la em dois setores,
a saber: setor oriental e setor ocidental (Figura 1).
Setor Oriental da Província Rondônia-Juruena. O
embasamento neste setor caracteriza-se, dominantemen-
te, por suítes graníticas (p.ex., Suítes Juruena, São Romão,
São Pedro, Paranaíta) e por raros constituintes quartzo-
dioríticos a tonalíticos (Suite Vitória), adicionados aos
seus correspondentes vulcânicos e vulcano-sedimentares
(suíte Colíder, Grupo Roosevelt, Grupo Alto Jauru), de
quimismo cálcio-alcalino de alto potássio, originadas no
intervalo de tempo de 1810 a 1740 Ma. O magmatismo
básico subordinado e contemporâneo é representado
pelas rochas anfibolíticas do Complexo Jamari, máficas
Guadalupe, entre outras de menor expressão em área.
As unidades metavulcano-sedimentares químico-
terrígenas (p.ex., Roosevelt e São Marcelo-Cabeças) en-
contram-se intercaladas no terreno granítico. Apresentam
características de ambiente de deposição subaquoso, sen-
do compostas geralmente por: seqüência superior de
metargilitos interdigitados com metacherts, formações fer-
ríferas e metatufos; seqüência intermediária de ignimbritos
e conglomerados vulcanoclásticos e; seqüência basal com
dacitos-riolitos (1,76-1,74 Ga) intercalados com tufos su-
bordinados. Plutonismo sin-vulcânico é representado por
metamonzogranitos porfiríticos (1,75 Ga).
As suítes graníticas a tonalíticas, de um modo
geral, mostram estrutura que varia de maciça a foliada,
desenvolvendo nas porções de bordo e raramente no
interior dos corpos, estrutura milonítica com estiramento
de megacristais de K-feldspato e quartzo e alinhamento
de schlieren de biotita. Os milonitos são gerados nas
zonas de cisalhamento dúcteis e, em zonas de alta defor-
mação, os granitóides adquirem aspecto gnáissico. En-
tretanto, a predominância de estruturas primárias, aliadas
as características mesoscópicas e petrográficas e ao de-
senvolvimento local de zonas de cisalhamento dúcteis,
são indicativos que a colocação da maioria dos corpos
granitóides ocorreu em um nível crustal raso. As condi-
Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 75
ções dominantes estão relacionadas a um regime
transtensional, que poderia estar associado a um período
pós-colisional ou mesmo de rift-intracontinental.
Portanto, o arcabouço estrutural da Província
Rondônia-Juruena, no geral, é caracterizado por zonas de
cisalhamento que desenvolvem foliação milonítica de alto
ângulo e incipiente bandamento gnáissico, com trend
dominante N40-60W e inflexões para E-W. Um evento
tectono-metamórfico (colisional?), ainda não bem defini-
do, de condições da fácies anfibolito foi superimposto às
rochas deste terreno no intervalo de 1,65 a 1,62 Ga (Tabe-
la 2). Esses resultados foram alcançados em cristais de
zircões de bordas metamórficas derivados de ortognaisses
da porção central e sul-ocidental, respectivamente, da
província. A fase final deste evento é bem definida pela
intrusão dos granitos Serra da Providência, Aripuanã. Os
primeiros, exibem foliação de fluxo nas bordas do batólito
(não generalizada) que é indicativa de colocação nas fa-ses finais do evento colisional. A idade de cristalização
deste granito deformado é de 1606 Ma. Já o Granito
Aripuanã (1537 Ma) é caracteristicamente isotrópico e
balizador do evento deformacional da porção norte-orien-
tal da Província Rondônia-Juruena. No mesmo contexto
encontram-se os granitos alcalinos designados como Alca-
linas Canamã e Guariba (Leal et al., 1978), os quais marcam
o estágio de cratonização da porção setentrional da Provín-
cia Rondônia-Juruena, algo em torno de 1540-1530 Ma.
A hipótese de evolução geológica para o
embasamento da Província Rondônia-Juruena, até então
mais disseminada por alguns autores, sugere a geração
de um arco magmático a partir da subducção de crosta
oceânica sob a crosta pretérita Tapajós-Parima, juntamente
com a fusão parcial desta, originando material juvenil com
contaminação crustal. O magmatismo gerado é dominan-
temente granítico de alto potássio e as rochas vulcano-
sedimentares representariam ambiente retro-arco.
De outra forma e de maneira antagônica, postu-
la-se uma origem associada a processos de rifteamento
por colapso orogenético da crosta pretérita Tapajós-
Parima, seguido da fusão por aproximação de pluma
mantélica produzindo magma félsico cálcio-alcalino,
concomitante com vulcanismo e deposição de sedimen-
tos, conforme modelo preconizado também por Pinho et
al. (2001). Os valores de εNd(t), que variam de –1,37 a +
0,61 e idades-modelo de 2,10 a 2,28 (Tabela 2), ajudam a
suportar a hipótese sugerida.Nesse sentido, sugere-se
um amplo quadro geológico-tectônico regional de
tafrogênese, com registros marcados por sedimentação
siliciclástica, passando por vários estágios de extensão
crustal até atingir as condições de formação de proto-
oceano. Esse processo de desintegração da litosfera em
blocos por extensão (divergência) é característico do pe-
ríodo Estateriano, onde o mesmo é conhecido por abrigar
o processo de estabilização mundial de áreas, através da
PROVÍNCIA RONDÔNIA-JURUENA (setor oriental) 
Amostra Rocha Unidade Idade (Ma) Tipo de Zircão Referência 
CC-21 Monzogranito S.I. Paranaíta 1793±6 - 2080 - magmático Santos et al. (2000) 
F-2002 Granodiorito S.I. Paranaíta 1803±16 - - - magmático JICA/MMAJ(2000) 
F-2003 Monzogranito S.I. Paranaíta 1801±8 - - - magmático JICA/MMAJ(2000) 
F-2007 Monzogranito S.I.Juruena 1823±35 - - - magmático JICA/MMAJ(2000) 
F-2009 Biotita Granito S.I.Juruena 1817±57 - - - magmático JICA/MMAJ(2000) 
CC-06 Sienito Sienito Cristalino 1806±3 - - - magmático Santos et al. (2000) 
CC-158 Monzogranito S.I. São Pedro 1784±17 - 2147 -1,11 magmático Pimentel (2001) 
GM-80 Riolito Grupo Colíder 1781±8 - 2344 -3,75 magmático Pimentel (2001) 
F-2001 Riolito Grupo Colíder 1786±17 - - - magmático JICA/MMAJ(2000) 
PS-42 Tonalito S.I. Vitória 1785±8 - 2182 -2,56 magmático Pimentel (2001) 
JD-17b Tonalito S.I. Vitória 1769±9 - 2172 -1,43 magmático Pimentel (2001) 
A-01 Metariolito - 1767±02 - 2210 -1,4 magmático Pinho et al. (2001) 
A-02 Riodacito - 1761±05 - - - magmático Pinho et al. (2001) 
A-06 Monzogranito - 1759±03 - - - magmático Pinho et al. (2001) 
P-21 Granodiorito - 1765±04 - - - magmático Pinho et al. (2001) 
P-20 Sienogranito - 1755±05 - 2300 -3,4 magmático Pinho et al. (2001) 
PS171b Anfibolito C. Nova Monte Verde 
1774±28 
1653±42 Ma - 2001 
+0,61 
 
magmático 
metamórfico Pimentel (2001) 
- Metamonzogranito - 1755 ± 5 - - - magmático Neder et al. (2000) 
- Metadacito - 1762 ± 6 - - - magmático Neder et al. (2000) 
GM-10 Monzogranito S.I. Teles Pires 1757±16 2100 - magmático Santos et al. (2000) 
MQ-96 Metadacito Grupo 1740±8 - - - magmático Santos et al. (2000) 
P-18 Granodiorito - 1662 ± 13 2160 -0,3 - Pinho et al. (2001) 
MQ-33 Sienogranito Granito 1538±7 Ma - - - magmático Rizzotto et al. (2002) 
 Abreviaturas: S.I.=Suite Intrusiva; C= Complexo
Tabela 2. Datações geocronológicas da porção oriental da Província Rondônia-Juruena.
76 Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005.
consolidação de faixas móveis. Nesse contexto, então,
enquadra-se a evolução do embasamento da Província
Rondônia-Juruena, com início e ápice entre 1810 a1740 Ma.
As coberturas sedimentares proterozóicas es-
tão representadas, no setor oriental da Província
Rondônia-Juruena, pelo Grupo Beneficente e Formação
Dardanelos. O Grupo Beneficente encontra-se deposita-
do na base do Gráben do Cachimbo sendo representado
por um conjunto de rochas clásticas e carbonáticas de
ambiente marinho raso, com níveis subordinados de
piroclásticas. Os conglomerados basais da seqüência pos-
suem zircões detríticos que forneceram idades no intervalo
entre o Arqueano (2,64 Ga) e o final do Paleoproterozóico
(1,72 Ga) (Saes & Leite 2002), indicando uma proveniência
híbrida dos clastos derivados, possivelmente, dos terrenos
arqueanos da Província Amazônia-Central a ENE, dos gra-
nitos da Província Tapajós-Parima e, principalmente, das
vulcânicas e plutônicas sotopostas que constituem o
embasamento da Província Rondônia-Juruena. Este pacote
sedimentar foi afetado por um evento metamórfico-
deformacional, possivelmente em torno de 1,63 Ga, respon-
sável pela geração de zonas de cisalhamento, dobramentos
descontínuos e basculamento de camadas.
A Formação Dardanelos representa a outra fase
tafrogênica na porção meridional da Província Rondônia-
Juruena. Constitui-se de sedimentos clásticos continentais
cujos zircões detríticos forneceram idades entre 1,97 e 1,38
Ga (Saes & Leite 2002). A fonte híbrida dos clastos sugere
uma provável proveniência do terreno granítico Roosevelt-
Juruena, dos granitos Serra da Providência e, possivelmen-
te, dos granitos intrusivos no Complexo Jamari. A idade
mais jovem encontrada nos zircões é indicativa da idade
máxima do início da sedimentação Dardanelos.
Setor Ocidental da Província Rondônia-Juruena. Este
segmento cratônico é representado pelo Complexo Jamari,
o qual ocupa a porção centro-ocidental de Rondônia sen-
do constituído dominantemente por rochas ortoderivadas
tonalíticas, quartzo-dioríticas, graníticas, anfibolíticas e
supracrustais subordinadas. As ortoderivadas são as mais
antigas deste domínio e datam de 1,76-1,73 Ga (Tabela 3).
Entretanto, estas rochas não possuem muita representativi-
dade em área, ocorrendo como núcleos antigos, parcial-
mente preservados durante o retrabalhamento crustal pro-
movido por eventos colisionais e/ou orogenias posteriores
A composição isotópica de Nd dos tonalitos indica valores
de εNd(t) que variam de –1,50 a +0,20 e TDM de 2,10 a 2,20 Ga,
sugerindo que essas rochas foram derivadas de fonte
mantélica com uma contribuição de componente crustal mais
antigo, à semelhança do que ocorreu no setor oriental da
província. Sugere-se como geração desse magmatismo cál-
cio-alcalino de alto potássio, um processo extensional que
ocasionou a fragmentação de crosta pré-existente (possi-
velmente Tapajós-Parima).
As rochas paraderivadas que ocorrem dominan-
temente na região de Jarú-Ouro Preto d’Oeste (Suíte
Metamórfica Quatro Cachoeiras) e intercaladas aos
ortognaisses tonalíticos e quartzo-dioríticos poderiam
representar os equivalentes metamórficos de alto grau
dos Grupos Roosevelt e Beneficente, expostos à leste
deste domínio. Entretanto, os zircões detríticos dos
gnaisses paraderivados forneceram idades de 1808 a 1674
Ma e TDM de 2,10 a 2,20 Ga, sugerindo idade máxima de
sedimentação em 1674 Ma e como fonte provável os
tonalitos e quartzo-dioritos do Complexo Jamari. A idade
mínima da sedimentação é indicada pela relação espacial
e temporal com as rochas graníticas intrusivas da Suíte
Serra da Providência (1606-1530 Ma).
Rochas magmáticas contemporâneas a essa sedi-
mentação são representadas por ortognaisses graníticos,
granodioríticos e charno-enderbíticos (amostras JWB-3A,
JWB-10A, JS-15) (Tabela 3), distribuídos espacialmente na
região centro-oriental de Rondôniae no noroeste do Mato
Grosso (rio Juruena à oeste). Considerando o estágio atual
de conhecimento desta região, a distribuição areal dessas
unidades está restrita a pequenos núcleos dispersos entre
o magmatismo granítico mais jovem (Suíte Intrusiva Serra
da Providência, Alto Candeias, etc).
A primeira constatação de um suposto evento tec-
tono-magmático no período compreendido entre 1650-1630
Ma, foi feita por Bettencourt et al. (2001), baseando-se em
dados geocronológicos, os quais sugerem um magmatismo
de arco na porção centro-oriental de Rondônia entre 1,65 e
1,63 Ga. Posteriormente, Santos et al. (2003) definem como
uma orogênese do tipo colisional continente x continente e
denominam de Orogênese Ouro Preto (1,68-1,63 Ga).
As rochas do embasamento do setor ocidental
da Província Rondônia-Juruena (tonalitos, quartzo-
dioritos, granodioritos e paraderivadas) são intrudidas
pelos granitos, charnockitos, mangeritos e gabros da
Suíte Intrusiva Serra da Providência. Esta suíte é repre-
sentada por sucessivos episódios magmáticos intrusivos
assim constituídos: batólito Serra da Providência (1606-
1573 Ma); charnockitos de Ouro Preto/Ariquemes (1559
Ma); granitos cinza de Samuel (1550-1540 Ma); maciço
União, granito rosa de Ariquemes e granito Aripuanã
(1537-1530 Ma). As rochas graníticas rapakivíticas da Serra
da Providência e Ouro Preto apresentam evidências de
magma mixing e mingling, com características
geoquímicas semelhantes aos granitos do tipo A, possu-
indo valores de εNd(t) que variam de –0,60 a +2,00 e TDM
de 1,89 a 1,76 Ga. Essas composições isotópicas do Nd
sugerem que o magma é derivado da mistura do manto
com fonte crustal mais antiga. Corroborando esta hipóte-
se, alguns cristais de zircão da referida suíte, cristaliza-
dos em 1550-1530 Ma, possuem núcleos herdados e
xenocristais com idades de 2170-1650 Ma. Adicionalmen-
te, as características geológicas da Suíte Serra da Provi-
dência, indicam posicionamento em ambiente pós-
orogênico relacionado, possivelmente, as fases finais do
evento colisional (Orogenia Ouro Preto? de Santos et al.
Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 77
Abreviaturas: S.I.=Suite Intrusiva; C= Complexo; *minerais de biotita; **minerais de hornblenda.
Tabela 3. Quadro demonstrativo dos eventos tectônicos e dos dados geocronológicos do setor ocidental da Província Rondônia-
Juruena.
PROVÍNCIA RONDÔNIA-JURUENA (setor ocidental) 
Amostra Rocha Unidade 
Idade (Ma) 
U-Pb Ar-Ar TDM(t) 
 εNd(t) Tipo de Zircão Referência 
Embasamento Jamari / Mutum-Paraná 
GR-35 Quartzo diorito Complexo Jamari 
1761 ± 3 
1632 ± 6 - 1957 +1,89 
magmatico 
metamórfico Santos et al. (2002) 
A-338a Metadiorito Complexo Jamari 1752 ± 12 - - 
- 
 magmatico Tassinari et al. (1996) 
GR-59 Tonalito Complexo Jamari 
1755 ± 9 
1668 ± 11 - 1838 +2,23 
magmatico 
magmatico Santos et al. (2002) 
B-335 Gnaisse tonalítico 
Complexo 
Jamari 1750±24 - 2200 -1,5 magmático Tassinari et al.(1996) 
RJ-79 Tufo félsico Formação Mutum-Paraná 1751±16 - _ - magmático Santos et al. (2001) 
JL-78 Ortognaisse tonalítico 
Complexo 
Jamari 
1752 ± 14 
1336 ± 7 - 1947 
- 
 
magmatico 
metamórfico Santos et al. (2002) 
WB-70 Granulito enderbítico 
Complexo 
Jamari 1730±22 - 2060 -0,6 magmático Payolla et al. (2002) 
JS-26 
Gnaisse 
quartzo-
di i
Complexo 
Jamari 1728±15 - - - magmatico Silva et al. (2002) 
Evento tectono-magmático acrescionário(Orogenia Ouro Preto) 
WB-152 Paragnaisse S.I.Quatro Cachoeiras 
1677±5 
1762±4 - 2129 - 
metamórfico 
herdado 
h d d
Payolla et al. (2002) 
PT-12 Paragnaisse S.I.Quatro 
Cachoeiras 
1675±12 - - - metamórfico Santos et al. (2000) 
GR-59 Tonalito Complexo 
Jamari 
1755 ± 9 
1668 ± 11 
- 1838 +2,23 
 
magmatico 
magmatico 
Santos et al. (2002) 
JWB-10A Charno-
enderbito 
S.I.Quatro 
Cachoeiras 
1655±11 - - - magmático Bettencourt et 
al.(2001) 
JWB-3A Ortognaisse 
tonalítico 
S.I.Quatro 
Cachoeiras 
1631±8 - - - metamórfico Bettencourt et 
al.(2001) 
JS-15 Hornblenda-
biotita Gnaisse 
S.I.Quatro 
Cachoeiras 
1661±11 - - - magmático Silva et al. (2002) 
Magmatismo pós-tectônico e metamorfismo superimposto 
JS-19 Leucogranito 
gnáissico 
S.I. Serra da 
Providência 
1545±8 - - - magmático Silva et al. (2002) 
JS-01 Hornblenda 
monzogranito 
gnáissico 
S.I. Serra da 
Providência 
1535±27 
1332±11 
 1650 
- - - magmático 
metamórfico 
herdado 
Silva et al. (2002) 
JS-16 Biotita 
monzogranito 
S.I. Serra da 
Providência 
1555±19 
1321±27 
- - - magmático 
metamórfico 
 
Silva et al. (2002) 
JS-32 ortoclásio 
granito 
S.I. Serra da 
Providência 
1522±10 
1347±5 
- - - magmático 
metamórfico 
 
Silva et al. (2002) 
GR-333 Ortognaisse 
monzogranítico 
S.I. Serra da 
Providência 
1547±13 
1349±8 
- 1941 - magmático 
metamórfico 
Santos et al. (2002) 
WB-36 Quartzo Sienito S.I. Serra da 
Providência 
1532±04 - 1880 +0,2 magmático Bettencourt et 
al.(1999) 
AR-3/1 Biotita 
monzogranito 
S.I. Serra da 
Providência 
1544±05 - 2070 -0,2 magmático Payolla et al. (2002) 
MS-6030 Gnaisse 
monzogranítico 
S.I. Serra da 
Providência 
1570±17 - 1850 +1,1 magmático Tassinari et al.(1996) 
WO-63 Augen-gnaisse S.I. Serra da 
Providência 
1569±18 - - - magmático Santos et al. (2002) 
Retrabalhamento Crustal (Zonas de Cisalhamento) 
RO-35 Biotita 
monzogranito 
S.I. Serra da 
Providência 
- 1156±4* 1800 - - Neste Trabalho 
RO-39C Charnockito/ 
Diabásio 
S.I. Serra da 
Providência 
 - 1084±4* 
 1126±1 
**
- - - Neste Trabalho 
RO-36 Anfibolito S.I. Serra da 
Providência 
- 1130±12 
** 
- - - Neste Trabalho 
RO-37 Gnaisse Complexo 
Jamari 
- 1160±10 
** 
- - - Neste Trabalho 
RO-12 Augen-gnaisse S.I. Serra da 
Providência 
- 1156±36 
** 
- - - Bettencourt et al. 
1996 
RO-13 Gnaisse 
Granítico 
S.I. Serra da 
Providência 
- 1149±35 
** 
- - - Bettencourt et al. 
1996 
78 Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005.
2002) que afetou amplamente os domínios da Província
Rondônia-Juruena.
Outra manifestação magmática importante no
setor ocidental da província é representada por
charnockitos e granitos do tipo A, distribuídos na porção
centro-ocidental de Rondônia, possuindo idades de cris-
talização entre 1430 e 1387 Ma. Os dados isotópicos de
Nd indicam valores de ∈Nd(t) que variam de +1,20 a +0,70
e TDM de 1,75 a 1,73 Ga, os quais sugerem que o magma
gerador destes granitos pode representar uma mistura de
material juvenil com rochas do embasamento mais anti-
go. Esse magmatismo pode representar o estágio pré-
acrescionário do Orógeno Sunsás (Santos et al. 2002)
ou, menos provável, que represente o reflexo intra-placa
dos processos acrescionários (arco Santa Helena) que
aconteceram, no mesmo período, mais a sudeste de
Rondônia, conforme sugerido por Payolla (2002).
A geometria estrutural do setor ocidental da Pro-
víncia Rondônia-Juruena foi estabelecida por eventos
posteriores à Orogenia Ouro Preto. Dentre eles, destaca-
se o evento tectono-magmático e metamórfico de alto
grau, de abrangência regional, desenvolvido no interva-
lo de 1,36 a 1,31 Ga, com dados geológicos que permitem
inferir o desenvolvimento de uma orogenia colisional
neste intervalo de tempo. Entretanto, essa orogenia não
conseguiu obliterar totalmente os registros da orogenia
anterior. Esse evento foi reconhecido pela primeira vez
por Amaral (1974), o qual denominou-o de Evento
Madeirense, possuindo correspondência temporal com a
Orogenia San Ignácio, definida no oriente Boliviano por
Litherland et al. (1986) e com as orogenias Rondoniana
(Teixeira e Tassinari 1984) e Candeias (Santos et al.2002),
embora a conotação tectônica entre estes eventos seja
bastante distinta. A tectônica é dominada por um regime
direcional caracterizado pela propagação de sistemas
transcorrentes sinistrais ao longo dos quais desenvolve-
ram-se duplexes transpressivos simétricos e assimétricos,
de direção NNE, fortemente controlados pelas formas dos
corpos graníticos e charnockíticos. O binário sinistral pos-
sui orientação em torno de NNW-SSE, implicando em com-
ponentes transpressivos de direção aproximada E-W. As
direções E-W também correspondem às principais estrutu-
ras extensionais, algumas delas instaladas, possivelmente,
em descontinuidades herdadas de eventos anteriores.
Admite-se a atuação de um segundo evento
(~1,2 a 1,1 Ga), com características eminentemente de
retrabalhamento crustal, que afetou o parte do setor oci-
dental da província, embora com carência de dados mais
precisos, está representado principalmente pela Zona de
Cisalhamento Ji-Paraná (Scandolara et al. 1996) e outras
zonas de milonitização que afetaram invariavelmente as
rochas no interior do Domínio Jamari. As idades Ar-Ar
obtidas em hornblendas e biotitas nos milonitos do inte-
rior ou próximo destas zonas giram em torno de 1160 Ma
e 1090 Ma, respectivamente (Tabela 3). Contudo, as
atividades tectono-magmáticas de 1,36-1,31 e 1,2-1,1 Ga
de grande representatividade no setor ocidental, princi-
palmente as primeiras, afetaram somente a parte sul do
setor oriental da Província Rondônia-Juruena .
Os granitos estaníferos de afinidade rapakivítica,
de 1,08-0,97 Ga, que intrudem o Domínio Jamari, junta-
mente com as coberturas sedimentares contemporâneas
são manifestações pós-tectônicas relativas ao Orógeno
Sunsás (retratado mais adiante) desenvolvido na porção
mais meridional do Cráton Amazônico.
Terreno Jauru. O Terreno Jauru corresponde a uma pe-
quena porção da Província Rondônia-Juruena localizada
no extremo sudeste do Cráton Amazônico Ocidental.
O Terreno Jauru consiste de seqüências vulcano-
sedimentares, intrusões tonalíticas, ortognaisses,
migmatitos, granitóides sin a tardicinemáticos, além de
granitos não deformados mais jovens e sills máficos.
Idades U-Pb das rochas do embasamento do Terreno Jauru
encontram-se no intervalo de 1,79 a 1,75 Ga (Tabela 4). As
seqüências vulcano-sedimentares estão estruturadas
segundo um trend NW-SE e compreendem lavas basálticas
subaquosas a subaéreas intercaladas com formações fer-
ríferas bandadas e chert, vulcânicas félsicas a intermedi-
árias e intrusões de peridotitos e gabros. São interpreta-
das, por alguns autores, como uma seqüência tipo
greenstone belt. As rochas vulcânicas máficas são ca-
racterizadas geoquimicamente como basaltos de cadeia
meso-oceânica com tendência a basaltos de arco, enquan-
to que os tonalitos são derivados de arco (Pinho et al.
1997). Os ortognaisses e migmatitos ocorrem como núcle-
os em estrutura tipo domo, nos flancos e interior das
seqüências vulcano-sedimentares e são interpretados como
resultantes da deformação e metamorfismo das porções mais
profundas dos cinturões vulcano-sedimentares.
A borda oeste do Terreno Jauru é intrudida pelo
batólito Santa Helena, que representa um magmatismo
granítico multifásico de idade entre 1,45 a 1,42 Ga, como
produto das fases iniciais do Orógeno Sunsás. Os dados
isotópicos dos granitos indicam valores de εNd(t) que variam
de +2,60 a +4,00 e TDM de 1,52 a 1,63 Ga, sugerindo que o
magma foi derivado de uma fonte juvenil. Os granitos jo-
vens do Terreno Jauru possuem idades entre 1,00 a 0,90 Ga
e estão relacionados aos estágios finais da Orogenia Sunsás.
O Orógeno Cachoeirinha (Geraldes 2000), enti-
dade que faz parte do Terreno Jauru, está representado
por vários corpos tonalíticos a graníticos intrusivos no
Terreno Jauru. Encontra-se limitado a norte pelas cober-
turas sedimentares da Bacia dos Parecis, para sul e leste
pelo cinturão Paraguai e a oeste pelo Lineamento Lucialva,
o qual separa as rochas do Orógeno Cachoeirinha do
Batólito Santa Helena. Possuem idades U-Pb que variam
de 1567 a 1536 Ma, com TDM de 1,88 a 1,77 Ga, sugerindo
que esses magmas foram derivados provavelmente das
rochas do embasamento do Terreno Jauru (Tabela 4). Os
dados geoquímicos são indicativos de magmas cálcio-
Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 79
Tabela 4. Dados geocronológicos do Terreno Jauru.
TERRENO JAURU 
Amostra Rocha Unidade Idade (Ma) MSWD Tipo de Zircão Referência 
Terreno Jauru(embasamento) 
97-133 Gnaisse Complexo Alto 1795±21 - 1930 0,09 magmático Geraldes (2000) 
97-149 Gnaisse Complexo Alto 1744±38 - - 36 magmático Geraldes (2000) 
97-131 Tufo riolítico Grupo Jauru 1747±17 - - - magmático Geraldes (2000) 
- Gnaisse Grupo Jauru 1712±9 - - 0.31 xenocristal Pinho & Schmus 
- Andesito Grupo Jauru 1769±29 - - - magmático Pinho (1996) 
Terreno Jauru(Orógeno Cachoeirinha) 
97-134 Tonalito S.I. Cachoeirinha 1536±11 - 1770 21 magmático Geraldes (2000) 
97-145 Gnaisse S.I. Cachoeirinha 1562±36 - 1790 10.5 magmático Geraldes (2000) 
97-150 Tonalito S.I. Cachoeirinha 1550±10 - 1830 14 magmático Geraldes (2000) 
97-147 Granito S.I. Cachoeirinha 1587±4 - 2050 - magmático Geraldes (2000) 
97-138 Granito S.I. Cachoeirinha 1521±84 - 1750 52 magmático Geraldes (2000) 
 97-122 Metadiorito Grupo Pontes e Lacerda 1509±10 - 1540 34 magmático Geraldes (2000) 
97-124 Metadacito Grupo Pontes e Lacerda 1503±14 - - 8.3 magmático Geraldes (2000) 
97-137 Metadiorito Grupo Pontes e Lacerda 1494±11 - 1670 17 magmático Geraldes (2000) 
Abreviaturas: S.I=Suíte Intrusiva
Província Sunsás (1,45-0,90 Ga). A Província Sunsás é a
unidade crono-tectônica mais jovem do extremo sudoes-
te do Cráton Amazônico, a qual é cronologicamente
correlata ao Ciclo Orogênico Grenville na Laurencia e
Báltica. Nela, encontra-se inserido o Terreno Rio Alegre,
Terreno Granito-Gnáissico e Supracrustais, Faixa
Colorado, Terreno Nova Brasilândia e o Cinturão Aguapeí
(Evento Tectono-Termal Aguapeí).
Admite-se como início da evolução tectônica do
Orógeno Sunsás os episódios tectonomagmáticos e de
sedimentação concomitantes que se encontram ampla-
mente distribuídos em Rondônia (Faixa Colorado e
magmatismo Alto Candeias), parte oriental da Bolívia e
sudoeste do Mato Grosso.
Terreno Rio Alegre. O terreno Rio Alegre ocorre como
uma faixa estreita bordejada a oeste pelo batólito Santa
Helena e, constitui o embasamento das rochas
sedimentares do Grupo Aguapeí. Está representado, do-
minantemente, por rochas máfico-ultramáficas
metamorfisadas e raras félsicas, sendo representadas por
piroxenitos, gabros, peridotitos, basaltos e dacitos, além
de estreitas intercalações de rochas sedimentares
clásticas e químicas. As rochas máficas possuem um trend
tholeiítico a calcialcalino de ambiente tectônico de retro-
arco (Matos & Schorscher, 1997) ou de arco-de-ilha ima-
turo (Menezes et al. 1993). Estes autores sugerem a ori-
gem magmática de uma fonte mantélica enriquecida ou de
colisão de margem continental. Nesse sentido, a existên-
cia de rochas relacionadas a fundo oceânico,
metamorfisadas na fácies xisto verde, podem ser interpre-
tadas como uma sutura colisional. Nos limites do Terreno
Rio Alegre ocorrem vários corpos de tonalitos,
granodioritos e granitos, os quais não exibem nítidas re-
alcalinos derivados de arco magmático. lações de contato com as rochas que constituem o Terre-
no Rio Alegre. Entretanto, Geraldes (2001) sugere que
essas rochas plutônicas de idade entre 1481 e 1412 Ma
sejam intrusivas no Terreno Rio Alegre, sendo derivadas
de arco magmático expandido. A principal feição estrutu-
ral característica do Terreno Rio Alegre é a forte transpo-
sição das rochas que o constituem, gerando milonitos de
médio grau metamórfico e desenvolvida em zonas de ca-
valgamento de trend principal N30°-50°W.
Terreno Granito-Gnáissico e Supracrustais. O terreno gra-
nito-gnáissico e supracrustais,associado ao Orógeno Sun-
sás, é constituído pelo magmatismo Alto Candeias, repre-
sentado pelo batólito homônimo, o qual apresenta carac-
terísticas químicas compatíveis com granitos do Tipo A. A
idade de cristalização é de 1339±7 Ma. Rochas supracrustais
também fazem parte deste terreno e são representadas por
gnaisses calcissilicáticos, quartzitos, anfibolitos e xistos.
Os limites deste terreno com as unidades adjacentes ainda
é objeto de especulação, pois nesta região os dados geológi-
cos e geocronológicos são precários. Imediatamente após
o magmatismo Alto Candeias e a implantação da Faixa Colo-
rado, a evolução crustal do sudoeste do Cráton Amazônico
foi marcada por uma importante fase de extensão continen-
tal, com magmatismo máfico-félsico e deposição em ambien-
te de margem continental de sedimentos terrígenos-carboná-
ticos (Grupo Nova Brasilândia) seguido de inversão tectônica
com posterior fechamento da bacia, caracterizando assim a
Orogenia Nova Brasilândia (1,25-1,10 Ga), a qual representa
a colagem do Sunsás com o Grenville que estabeleceu a
aglutinação final do supercontinente Rodínia.
Faixa Colorado. A Faixa Colorado estende-se desde o
sudeste de Rondônia até a porção sul-ocidental do Mato
Grosso, estando em grande parte encoberta pelas cober-
turas sedimentares das Bacias dos Parecis e Guaporé,
80 Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005.
correspondendo a uma zona estreita e alongada delineada
por fortes anomalias magnéticas. A unidade litotectônica
mais representativa desta Faixa está representada pela
Suíte Metamórfica Colorado (Rizzotto et al. 2002), que é
composta por uma associação de rochas polideformadas
em condições metamórficas da fácies anfibolito superior,
representadas por metamonzogranitos porfiríticos asso-
ciados a anfibolitos e rochas ultramáficas (magmatismo
bimodal); intercalações de metassedimentares clásticas e
químicas (sillimanita xistos e formações ferríferas/
manganesíferas) e muscovita-granada leucogranitos. O
magmatismo bimodal máfico-félsico possui distribuição
regional. Está representado por anfibólio-biotita metamon-
zogranitos porfiríticos, intrusivos nas rochas máficas (anfi-
bolitos de granulação média a fina). A feição mais caracte-
rística dessa associação é a migmatização que acompanhou
o cisalhamento de alto ângulo, gerando foliação milonítica
sigmoidal e boudins de anfibolito. As idades (Tabela 5)
desta suíte mostram uma evolução temporal entre 1.36 a
1.31 Ga. Portanto, pode-se sugerir que essa associação de
rochas represente a fase sin-acres-cionária do Orógeno
Sunsás, cronocorrelata ao desenvolvimento da Orogenia
Rondoniana-San Ignácio, como mostram as idades
semelhantes que são encontradas em rochas intrusivas no
embasamento policíclico da porção central de Rondônia, as
quais são compatíveis com modelos tectônicos para a
evolução mesoproterozóica do SW do Cráton Amazônico.
Terreno Nova Brasilândia. O Terreno Nova Brasilândia
possui uma individualidade que o diferencia dos terre-
nos ou domínios adjacentes, dos quais é separado por
falhas ou zonas de cisalhamento de grande expressão.
Aplica-se o conceito de terreno (Howell 1995) para associ-
ações de rochas limitadas por falhas ou zonas de falhas,
com estratigrafia própria e que possua uma história geoló-
gica característica e distinta das unidades adjacentes.
Desta forma, a tectono-estratigrafia deste terre-
no é constituída por rochas pertencentes ao Grupo Nova
Brasilândia, o qual é representado por uma unidade
metaturbidítica terrigeno-carbonática dominante e
subordinadamente por uma unidade máfico-félsica carac-
terística de magmatismo bimodal. Os dados geocronológi-
cos obtidos nos zircões detríticos dos metaturbiditos
permitem identificar uma fonte mista com idades
paleoproterozóicas até mesoproterozóicas. Entretanto, o
maior agrupamento de cristais forneceu a idade de 1215±
20Ma, com o grupo mais jovem apresentando idade de
1122 ± 12 Ma, que é interpretada como a idade máxima da
sedimentação (Tabela 5). O magmatismo máfico exibe
características geoquímicas e isotópicas compatíveis com
basaltos do tipo E-Morb, relacionados a ambiente de
margem passiva. A idade TDM é de 1250Ma e os valores de
εNd variam entre +4 a +5, sugerindo fonte mantélica juvenil.
Dois ciclos de contração, extensão e magmatismo
intraplaca são reconhecidos durante a evolução geológi-
ca do Terreno Nova Brasilândia. O primeiro ciclo é marca-
do por extensão continental com geração de rift,
plutonismo intraplaca e sedimentação turbidítica segui-
do por transpressão e espessamento crustal no período
compreendido entre 1250 a 1110 Ma (Orogenia Nova
Brasilândia). O segundo ciclo (1005-970 Ma) compreende
extensão por colapso pós-orogênico com geração de ba-
cias do tipo foreland em área cratônica em fase de estabi-
lização (Formação Palmeiral), acompanhada de
magmatismo bimodal intraplaca (Rizzotto, 2001). Nessa
fase também ocorreram movimentos laterais de blocos
crustais que geraram largas zonas transcorrentes (Zona
de Cisalhamento Transcorrente Rio Branco). Os litotipos
do Terreno Nova Brasilândia foram estruturados por uma
tectônica transpressiva, dominada por falhas de cavalga-
mento oblíquo (D1), com padrão geral de orientação do-
minantemente N60-70ºW e vergência para nordeste. O
transporte tectônico foi de SSW para NNE. Durante o
pico metamórfico-deformacional foram gerados granitos
S sintectônicos (1110 Ma), originados da fusão dos
metaturbiditos. As falhas principais que limitam a bacia
de deposição foram desenvolvidas sobre zonas de fra-
queza crustal herdadas da estruturação do embasamento
Jamari. Uma estruturação posterior, que afeta zonas loca-
lizadas no Terreno Nova Brasilândia é materializada por
feixes transcorrentes (D2) que imprimem às rochas uma
deformação milonítica de alto angulo com padrão de ori-
entação E-W. A idade mínima da deformação-
metamorfismo (D2) fornecida pelas análises 
40Ar/39Ar em
anfibólio (Tohver et al., 2000) e K-Ar em muscovita
milonito (Tassinari 1993) ao longo desta zona é, respecti-
vamente, de 970-966 Ma e 965 ± 23 Ma.
A instalação desta zona transcorrente se deu ao
longo de uma faixa de intensa mobilidade do
embasamento que, possivelmente, é coincidente com o
eixo do paleo-rift em que se depositou o Grupo Nova
Brasilândia. Datações Ar-Ar em cristais de hornblenda e
biotita em rochas miloníticas no interior dessa zona apre-
sentam idades que variam de 1024 a 970 Ma (Tabela 5),
semelhantes àquelas acima descritas, são interpretadas
como idades do resfriamento metamórfico regional e que
indicam também o início da quietação tectônica e
cratonização do sudoeste do Cráton Amazonas. Idades
semelhantes foram obtidas por Fernandes et al. (2003),
em sericitas de metarenitos e metaconglomerados
mineralizados a ouro do Grupo Aguapeí (Tabela 5).
 Cinturão Aguapeí. O Cinturão Aguapeí ocorre na parte
sudoeste de Mato Grosso e compreende uma unidade
sedimentar (Grupo Aguapeí) depositada em ambiente
aulacogênico. Essa unidade cobre parcialmente o
embasamento plutono-vulcânico do Terreno Rio Alegre.
As rochas sedimentares que constituem o cinturão mos-
tram-se horizontalizadas, suavemente dobradas ou até
verticalizadas por uma tectônica de falhas inversas e
transcorrentes. Os metarenitos desta unidade apresenta-
ram seis populações de zircões, as quais foram investigadas
Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 81
Tabela 5. Tabela demonstrativa das divisões geotectônicas da Província Sunsás com seus respectivos dados geocronológicos.
Abreviaturas: S.I.=Suíte Intrusiva; S.M.=Suíte Metamórfica; *minerais de muscovita; **minerais de hornblenda;*** sericita;
****biotita
PROVÍNCIA SUNSÁS 
Amostra Rocha Unidade 
Idade (M a) 
U-Pb Ar-Ar TDM (t) 
M SWD Tipo de Zircão Referência 
Terreno Rio Alegre (Intrusivas de arco magmático expandido?) 
97-102Gnaisse - 1445±04 - 1560 9.2 magm ático Geraldes (2000) 
97-108 Granodiorito - 1435±22 - 1540 23 magm ático Geraldes (2000) 
97-113 Tonalito S.I. Santa Helena 1464±25 - 1530 23 magm ático Geraldes (2000) 
97-115 Granito S.I. Santa Helena 1433±06 - 1620 4.3 magm ático Geraldes (2000) 
97-168 Granito S.I. Santa Helena 1437±12 - 1520 5.2 magm ático Geraldes (2000) 
Magmatismo Alto Candeias e Faixa Colorado 
JS-39 M onzogranito S.I Alto Candeias 1339±7 - - 1.70 magm ático Santos et al. (2002) 
- M onzogranito S.I Alto Candeias 1346±5 - - - magm ático 
Bettencourt et al. 
(1999) 
RO-10 M etagabro S.M . Colorado 1352±3 - - 0.18 magm ático Rizzotto et al. (2002) 
RO-14 Leucogranito Aplítico S.M . Colorado - 
1312±3* 
1303±2* - - - Rizzotto et al. (2002) 
RO-18 Anfibolito S.M . Colorado - 1313±4** 1313±6** - - - Rizzotto et al. (2002) 
RO-19 Anfibolito S.M . Colorado - 
1330±3** 
1326±2** 
1325±3** 
1312±3** 
- - - Rizzotto et al. (2002) 
Terreno Nova Brasilândia (Orogenia Nova Brasilândia) 
GR-10A Ortognaisse monzogranítico 
Granito Rio 
Branco 1113±56 - 1630 30 magm ático Rizzotto (1999) 
GR-20 Leucogranito anatético 
Grupo Nova 
Brasilândia 1110±8 - 1660 - magm ático Rizzotto (1999) 
GR-05 M etagabro Grupo Nova Brasilândia 1110±10 - - 26 metamórfico Rizzotto (1999) 
GR-66 Paragnaisse Grupo Nova Brasilândia 
1320±20 
1215±20 
1122±12 
- - - 
detrítico 
detrítico 
detrítico 
Rizzotto (1999) 
GR-23 M onzogranito S.I. R io Pardo 1005±41 1500 74 magm ático Rizzotto (1999) 
Terreno Nova Brasilândia (Zona de Cisalhamento Transcorrente Rio Branco) 
RO-01 Anfibolito Grupo Nova Brasilândia - 995±7** - - - Neste Trabalho 
RO-03 Biotita M onzogranito 
Granito Rio 
Branco - 
992±2 
**** 1680 - - Neste Trabalho 
RO-04A Biotita M onzogranito 
Granito Rio 
Branco - 
982±2 
**** 1700 - - Neste Trabalho 
RO-05 M etagabro Grupo Nova Brasilândia - 992±11** - - - Neste Trabalho 
RO-06B Granito Grupo Nova Brasilândia - 
1024±2 
**** - - - Neste Trabalho 
RO-07 M etagabro Grupo Nova Brasilândia - 
970±2 
**** 1530 - - Neste Trabalho 
RO-08C Veio pegmatóide S.I. R io Pardo - 972±5** - - - Neste Trabalho 
C inturão A guapeí(evento tectono-term al A guapeí) 
E llus M u-quartzo hidro term al 
Grupo 
A guapeí - 
926±1.2 
*** - - - 
Fernandes et 
a l.(2003) 
P au-a-P iqueM u-quartzo hidro term al 
Grupo 
A guapeí - 
910±3 
*** - - - 
Fernandes et 
a l.(2003) 
M ineiros M u-quartzo hidro term al 
Grupo 
A guapeí - 
925±0.9 
*** - - - 
Fernandes et 
a l.(2003) 
M B -03 M u-quartzo hidro term al 
Grupo 
A guapeí - 
912±0.8 
*** - - - 
Fernandes et 
a l.(2003) 
Pom binha M u-quartzo hidro term al 
Grupo 
A guapeí - 
914±0.8 
*** - - - 
Fernandes et 
a l.(2003) 
Incra M u-quartzo hidro term al 
Grupo 
A guapeí - 
946±0.8 
*** - - - 
Fernandes et 
a l.(2003) 
M araboa M u-quartzo hidro term al 
Grupo 
A guapeí - 
924±0.9 
*** - - - 
Fernandes et 
a l.(2003) 
82 Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005.
por Santos et al. (2000a) e que apresentaram os seguintes
resultados geocronológicos: 1453±10 Ma, 1420±16 Ma,
1350±19 Ma, 1327±15 Ma, 1271±15 Ma e 1231±14 Ma.
O depocentro linear dos protólitos do Grupo
Aguapeí coincide com a provável zona de sutura anteri-
ormente estabelecida no Terreno Rio Alegre. O evento
tectono-termal Aguapeí (0,98-0,92 Ga) foi responsável pela
geração do arcabouço tectônico do Grupo Aguapeí, no
qual encontram-se coberturas sedimentares
horizontalizadas tanto a oeste como a leste do front
Aguapeí. O padrão estrutural é dominado por
transcorrências de cinemática dextral na porção sul, en-
quanto que na parte norte do cinturão predomina a
tectônica tangencial de baixo angulo. Como resultado,
tem-se dobramentos e foliação milonítica subverticalizada
de direção N20°-40ºW, com metamorfismo da fácies xisto-
verde. Importantes mineralizações auríferas de origem
hidrotermal estão inseridas neste contexto metamórfico-
deformacional onde as mesmas estão condicionadas por
um forte controle estrutural.
A efetiva cratonização no sudoeste do Cráton
Amazônico foi alcançada em torno de 970 a 920 Ma, a
partir do alojamento dos granitos estaníferos de Rondônia
e do hidrotermalismo nas rochas supracrustais restritas
ao SW do Mato Grosso.
Durante o Paleozóico, a região Amazônica foi
afetada por um evento extensional com a formação de
grandes bacias sedimentares (Solimões, Amazonas,
Parecis e Parnaíba), as quais foram preenchidas por
seqüências sedimentares continentais e marinhas, forte-
mente controladas por estruturas do embasamento (Brito
Neves et al. 1984). Durante o Mesozóico a região
Amazônica foi novamente afetada por outro evento
extensional, formando depressões preenchidas por ro-
chas vulcânicas e sedimentares. Nesse contexto evolutivo
está inserida a Bacia dos Parecis, a qual assemelha-se a
uma bacia tipo IF (Interior Fracture), de acordo com clas-
sificação de Kingston et al. (1983). A mesma foi inicial-
mente preenchida pelos sedimentos da Formação rio
Rolim de Moura, interpretada como depósitos de graben,
seguida pelas formações Pimenta Bueno (glaciogênica) e
Fazenda da Casa Branca (fluvial ou peri-glaciogênica).
Os dados gravimétricos sugerem a continuidade da de-
pressão tectônica para sudoeste no Baixo Gravimétrico
dos Parecis. Este domínio é interpretado como uma tran-
sição de bacia tipo IF para IS (Interior Sag), aonde foram
depositados as formações Fazenda da Casa Branca, Rio
Ávila e Grupo Parecis. O domínio mais a leste, na Depres-
são do Alto Xingu, é uma bacia tipo IS, a qual recebeu os
sedimentos das formações Furnas, Ponta Grossa, Fazen-
da da Casa Branca, Rio Ávila e Grupo Parecis, sotopostos
à Cobertura Cenozóica Inconsolidada.
Não existem evidências de forte modificação da
bacia por eventos tectônicos recentes. Entretanto, du-
rante o Cenozóico o soerguimento da Cordilheira Andina
teve reflexo na Bacia dos Parecis. Nesta época, ocorreu o
soerguimento do Arco do rio Guaporé, que separa a bacia
da Depressão Sub-Andina, onde a sedimentação
cenozóica ficou restrita à Bacia dos Parecis.
CONCLUSÕES. Os dados apresentados neste trabalho
correspondem aos estudos recentes executados pelos au-
tores e ao apanhado de registros na literatura geológica
regional e nacional, adicionados a trabalhos de campo e
laboratório, os quais permitiram montar um quadro evolutivo
Tabela 6. Entidades Geotectônicas e os eventos representativos da evolução crustal do sudoeste do Cráton Amazônico.
Entidades Geotectônicas e Principais Eventos da Evolução Crustal do Sudoeste do Cráton Amazônico 
 Províncias Terrenos Orogenias 
Província Tapajós-Parima 
(2,03-1,88 Ga ) 
Terreno Peixoto de Azevedo 
(1,99-1,85 Ga) 
 
 
 
 
 
Província Rondônia-Juruena 
(1,82-1,42 Ga ) 
Setor Oriental 
(1,82-1,66 Ga) 
 
Setor Ocidental 
(1,76-1,33 Ga) 
 
Terreno Jauru 
 (1,79- 1,50 Ga) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Orógeno Cachoeirinha 
(1,57-1,53 Ga) 
Plutono-vulcanismo Juruena-Teles Pires 
(1,82-1,74 Ga) 
 
Orogenia Ouro Preto? (1,68-1,63 Ga) 
 
Orogenia Rondoniana- 
San Ignácio (1,42-1,33 Ga) 
 
 
 
 
 
 
 
 
Província Sunsás 
(1,45-0,90 Ga) 
 
 
 
 
 
 
Terreno Rio Alegre 
(1,48-1,41 Ga) 
 
Faixa Colorado 
(1,36-1,31 Ga) 
 
Terreno Nova 
Brasilândia 
(1,25-0,97 Ga) 
 
Cinturão Aguapeí 
(0,98-0,92 Ga) 
 
 
 
 
 Orógeno Sunsás 
 (1,45-1,10 Ga) 
 
 
Contribuições à Geologia da Amazônia, volume 4, 2005. 83
para o sudoeste da Amazônia Ocidental. Desta forma, a
história geológica desta gigantesca região ficou mais bem
caracterizada coma compartimentação em Províncias Es-
truturais e seus respectivos Terrenos, levando-se em conta
as características próprias de cada segmento crustal.
Sendo assim, as Províncias Tapajós-Parima,
Rondônia-Juruena e Sunsás, com suas subdivisões em
Terrenos, constituem o registro da atuação de eventos
orogênicos superimpostos que ocorreram desde o
Orosiriano até o Toniano (Tabela 6), promovendo acresção
e retrabalhamento crustal, espessamento litosférico, co-
lapso orogenético e outros efeitos tectônicos, de forma
que podemos sugerir que a crosta do sudoeste da Ama-
zônia Ocidental, passou por várias tentativas de rompi-
mento, por vezes acontecendo e posteriormente
aglutinando-se ou simplesmente mostrando tentativas de
separação entre os continentes ou micro-placas que lhe
faziam vizinhança naquelas épocas remotas.
Diante destes fatos, conclui-se que existe uma
complexidade evolutiva no setor sudoeste da Amazônia
ocidental bastante diferente da sua porção centro-orien-
tal, mostrando fortes similaridades com a história evolutiva
da Laurencia e Báltica. Dentre tantas constatações im-
portantes feitas aqui, sugere-se que as rochas que cons-
tituem o embasamento da Província Rondônia-Juruena,
foram geradas durante uma tentativa de rompimento da
crosta, por processo extensional, no período compreen-
dido entre 1800 a 1740 Ma. Extensivo plutono-vulcanismo
cálcio-alcalino de alto potássio associado a coberturas
sedimentares e magmatismo básico subordinado, se fez
presente desde o extremo oeste de Rondônia até as áreas
a leste do Mato Grosso, balizadas pelo rio Teles Pires.
Essas rochas serviram de embasamento para a colocação
dos granitóides tipo Serra da Providência entre outros.
Em suma, o conjunto global de informações do
sudoeste da Amazônia Ocidental retrata episódios su-
cessivos de magmatismo, metamorfismo e deformação
que se iniciaram no Paleoproterozóico, extendendo-se até
o limiar do Neoproterozóico, evidenciando o caráter multi-
orogênico da evolução crustal.
Agradecimentos. Os autores agradecem ao Dr. Eric
Tohver pela elaboração do abstract e aos revisores do
livro Contribuições à Geologia da Amazônia, vol. 4, pelas
sugestões e críticas ao manuscrito original.
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